ที่ตั้งทางภูมิศาสตร์ทางเศรษฐกิจของภาคตะวันตกเฉียงเหนือ เขตเศรษฐกิจตะวันตกเฉียงเหนือ

เมื่อเรียน เปลือกโลกโครงสร้างที่แตกต่างกันถูกค้นพบในพื้นที่ต่างๆ ลักษณะทั่วไปของวัสดุที่เป็นข้อเท็จจริงจำนวนมากทำให้สามารถแยกแยะโครงสร้างของเปลือกโลกได้สองประเภท - แบบทวีปและในมหาสมุทร

ประเภทคอนติเนนตัล

สำหรับ ประเภทคอนติเนนตัลโดดเด่นด้วยความหนาที่สำคัญมากของเปลือกโลกและการมีอยู่ของชั้นหินแกรนิต ขอบเขตของเนื้อโลกตอนบนอยู่ที่ระดับความลึก 40-50 กม. หรือมากกว่านั้น ความหนาของชั้นตะกอน หินในบางสถานที่มีความยาวถึง 10-15 กม. บางแห่งอาจขาดความหนาโดยสิ้นเชิง กำลังเฉลี่ย หินตะกอนเปลือกโลกทวีปอยู่ห่างออกไป 5.0 กม. ชั้นหินแกรนิตอยู่ห่างออกไปประมาณ 17 กม. (จาก 10-40 กม.) ชั้นหินบะซอลต์อยู่ห่างออกไปประมาณ 22 กม. (สูงสุด 30 กม.)

ดังที่ได้กล่าวไว้ข้างต้น องค์ประกอบ petrographic ของชั้นหินบะซอลต์ของเปลือกโลกทวีปนั้นมีความหลากหลายและเป็นไปได้มากว่ามันไม่ได้ถูกครอบงำด้วยหินบะซอลต์ แต่โดยหินแปรที่มีองค์ประกอบพื้นฐาน (แกรนูไลต์ eclogites ฯลฯ ) ด้วยเหตุนี้นักวิจัยบางคนจึงเสนอให้เรียกชั้นหินแกรนิตนี้ว่า

ความหนาของเปลือกโลกทวีปเพิ่มขึ้นเหนือพื้นที่โครงสร้างภูเขาพับ ตัวอย่างเช่นบนที่ราบยุโรปตะวันออกความหนาของเปลือกโลกอยู่ที่ประมาณ 40 กม. (15 กม. - ชั้นหินแกรนิตและมากกว่า 20 กม. - หินบะซอลต์) และใน Pamirs - มากกว่าหนึ่งเท่าครึ่ง (รวมประมาณ 30 กม. คือ ความหนาของชั้นหินตะกอนและหินแกรนิตและชั้นหินบะซอลต์ในปริมาณเท่ากัน) โดยเฉพาะ พลังงานสูงไปถึงเปลือกโลกทวีปในพื้นที่ภูเขาที่อยู่ตามแนวขอบทวีป ตัวอย่างเช่น ในเทือกเขาร็อกกี ( อเมริกาเหนือ) ความหนาของเปลือกโลกเกิน 50 กม. อย่างมีนัยสำคัญ เปลือกโลกซึ่งก่อตัวที่ด้านล่างของมหาสมุทรมีโครงสร้างที่แตกต่างไปจากเดิมอย่างสิ้นเชิง ที่นี่ความหนาของเปลือกโลกลดลงอย่างรวดเร็วและวัสดุเนื้อโลกจะเข้ามาใกล้พื้นผิว

ไม่มีชั้นหินแกรนิตและความหนาของชั้นตะกอนค่อนข้างน้อย เด่น ชั้นบนตะกอนไม่รวมตัวกันมีความหนาแน่น 1.5-2 กรัมต่อลูกบาศก์เซนติเมตร 3 และมีความหนาประมาณ 0.5 กม. ชั้นตะกอนภูเขาไฟ (การทับซ้อนของตะกอนหลวมกับหินบะซอลต์) มีความหนา 1-2 กม. และชั้นหินบะซอลต์ความหนาเฉลี่ย โดยมีระยะทางประมาณ 5-6 กม. ที่ส่วนลึกสุด มหาสมุทรแปซิฟิกเปลือกโลกมีความหนารวม 5-6 กม. ที่ส่วนลึกสุด มหาสมุทรแอตแลนติกภายใต้ความหนาของตะกอน 0.5-1.0 กม. จะมีชั้นหินบะซอลต์หนา 3-4 กม. โปรดทราบว่าเมื่อความลึกของมหาสมุทรเพิ่มขึ้น ความหนาของเปลือกโลกจะไม่ลดลง

ในปัจจุบัน ประเภทของเปลือกโลกในอนุทวีปและใต้มหาสมุทรในช่วงเปลี่ยนผ่านก็มีความโดดเด่นเช่นกัน ซึ่งสอดคล้องกับขอบใต้น้ำของทวีป ภายในเปลือกโลกประเภทอนุทวีป ชั้นหินแกรนิตจะลดลงอย่างมาก ซึ่งถูกแทนที่ด้วยความหนาของตะกอน จากนั้นความหนาของชั้นหินบะซอลต์ก็เริ่มลดลงไปทางพื้นมหาสมุทร พลังแห่งสิ่งนี้ โซนการเปลี่ยนแปลงเปลือกโลกมักจะอยู่ห่างจาก 15-20 กม. ขอบเขตระหว่างเปลือกโลกในมหาสมุทรและใต้ทวีปผ่านภายในความลาดชันของทวีปในระดับความลึก 1 -3.5 กม.

ประเภทมหาสมุทร

แม้ว่าเปลือกไม้ ประเภทมหาสมุทรใช้เวลา พื้นที่ขนาดใหญ่กว่าทวีปและอนุทวีปเนื่องจากมีความหนาเพียงเล็กน้อยจึงมีเพียง 21% ของปริมาตรเปลือกโลกเท่านั้นที่กระจุกตัวอยู่ในนั้น ข้อมูลปริมาณและน้ำหนัก ประเภทต่างๆของเปลือกโลกดังแสดงในรูปที่ 1

รูปที่ 1. ปริมาตร ความหนา และมวลของขอบฟ้าของเปลือกโลกประเภทต่างๆ

เปลือกโลกอยู่บนพื้นผิวเนื้อโลกชั้นล่างและมีมวลเพียง 0.7% ของมวลเนื้อโลก ในกรณีที่ความหนาของเปลือกโลกต่ำ (เช่น บนพื้นมหาสมุทร) จะมีความหนามากที่สุด ส่วนบนเสื้อคลุมก็จะอยู่ในสถานะของแข็ง ตามปกติสำหรับหินในเปลือกโลก ดังนั้นตามที่ระบุไว้ข้างต้นพร้อมกับแนวคิดของเปลือกโลกในฐานะเปลือกที่มีตัวชี้วัดความหนาแน่นและคุณสมบัติยืดหยุ่นจึงมีแนวคิดของเปลือกโลกซึ่งเป็นเปลือกหินที่หนากว่าสสารแข็งที่ปกคลุมพื้นผิวโลก

โครงสร้างของเปลือกโลกประเภทต่างๆ

ประเภทของเปลือกโลกก็มีโครงสร้างที่แตกต่างกันเช่นกัน เปลือกโลกในมหาสมุทรมีลักษณะโครงสร้างที่หลากหลาย ตามแนวตอนกลางของพื้นมหาสมุทรมีพลังมหาศาล ระบบภูเขา- สันเขากลางมหาสมุทร ในส่วนของแนวแกน แนวสันเหล่านี้จะถูกผ่าด้วยความลึกและแคบ หุบเขาแตกแยกมีด้านสูงชัน การก่อตัวเหล่านี้แสดงถึงโซนของกิจกรรมการแปรสัณฐาน ร่องลึกใต้ทะเลลึกตั้งอยู่ตามแนวโค้งของเกาะและโครงสร้างภูเขาบริเวณขอบทวีป นอกจากการก่อตัวเหล่านี้แล้ว ยังมีที่ราบใต้ทะเลลึกที่กินพื้นที่กว้างใหญ่อีกด้วย

เปลือกโลกทวีปก็มีความหลากหลายเช่นกัน ภายในขอบเขตของมัน เราสามารถแยกแยะโครงสร้างรอยพับบนภูเขาอายุน้อยได้ โดยที่ความหนาของเปลือกโลกโดยรวมและขอบเขตอันไกลโพ้นแต่ละอันเพิ่มขึ้นอย่างมาก นอกจากนี้ ยังระบุพื้นที่ด้วยว่าหินผลึกของชั้นหินแกรนิตเป็นตัวแทนของพื้นที่พับแบบโบราณ ซึ่งปรับระดับตามระยะเวลาทางธรณีวิทยาที่ยาวนาน ที่นี่ความหนาของเปลือกโลกน้อยกว่ามาก เปลือกโลกทวีปขนาดใหญ่เหล่านี้เรียกว่าแพลตฟอร์ม ภายในชานชาลา มีความแตกต่างระหว่างโล่ - พื้นที่ที่ฐานผลึกมาถึงพื้นผิวโดยตรง และแผ่นพื้น ซึ่งฐานผลึกถูกปกคลุมไปด้วยความหนาของตะกอนที่เกิดขึ้นในแนวนอน ตัวอย่างของโล่คืออาณาเขตของฟินแลนด์และคาเรเลีย (โล่บอลติก) ในขณะที่ที่ราบยุโรปตะวันออกชั้นใต้ดินที่พับอยู่นั้นถูกกดลึกและถูกปกคลุมไปด้วยตะกอน ความหนาเฉลี่ยของปริมาณน้ำฝนบนชานชาลาคือประมาณ 1.5 กม. โครงสร้างพับภูเขามีลักษณะเป็นหินตะกอนที่มีความหนามากกว่าอย่างมีนัยสำคัญ ค่าเฉลี่ยซึ่งเป็นระยะทางประมาณ 10 กม. การสะสมของคราบหนาดังกล่าวเกิดขึ้นได้จากการทรุดตัวอย่างค่อยเป็นค่อยไปในระยะยาว การทรุดตัวของแต่ละส่วนของเปลือกโลกตามด้วยการยกตัวและการพับของพวกมัน พื้นที่ดังกล่าวเรียกว่าจีโอซิงค์ไลน์ เหล่านี้เป็นบริเวณที่มีการเคลื่อนไหวมากที่สุดของเปลือกโลกทวีป ประมาณ 72% ของมวลหินตะกอนทั้งหมดถูกจำกัดอยู่ที่หินตะกอนเหล่านี้ ในขณะที่ประมาณ 28% กระจุกตัวอยู่ที่แท่น

การสำแดงของแม็กมาติซึมบนแพลตฟอร์มและจีโอซิงค์ไลน์นั้นแตกต่างกันอย่างมาก ในระหว่างช่วงการทรุดตัวของจีโอซิงค์ไลน์ แมกมาขององค์ประกอบพื้นฐานและอัลตราเบสิกจะเข้าสู่รอยเลื่อนลึก ในกระบวนการเปลี่ยนจีโอซิงไคลน์ให้เป็นบริเวณพับ จะเกิดการก่อตัวและการบุกรุกของแมกมาหินแกรนิตจำนวนมาก ขั้นตอนต่อมามีลักษณะเฉพาะคือการที่ลาวาของภูเขาไฟไหลออกมาซึ่งมีองค์ประกอบระดับกลางและเป็นกรด บนแพลตฟอร์ม กระบวนการแม็กมาติกมีความเด่นชัดน้อยกว่ามากและแสดงโดยการเทหินบะซอลต์หรือลาวาที่มีองค์ประกอบเป็นด่างพื้นฐานเป็นหลัก ในบรรดาหินตะกอนของทวีปมีดินเหนียวและหินดินดานมากกว่า ที่ด้านล่างของมหาสมุทรปริมาณตะกอนปูนจะเพิ่มขึ้น ดังนั้นเปลือกโลกประกอบด้วยสามชั้น ชั้นบนประกอบด้วยหินตะกอนและผลิตภัณฑ์ผุกร่อน ปริมาตรของชั้นนี้คือประมาณ 10% ของปริมาตรเปลือกโลกทั้งหมด ส่วนใหญ่สารนี้ตั้งอยู่บนทวีปและเขตเปลี่ยนผ่าน ภายในเปลือกโลก ไม่เกิน 22% ของปริมาตรชั้น

ในชั้นหินแกรนิตที่เรียกว่า หินที่พบมากที่สุดคือแกรนิตอยด์ หินนีส และหินชิสต์ หินพื้นฐานเพิ่มเติมคิดเป็นประมาณ 10% ของขอบฟ้านี้ เหตุการณ์นี้สะท้อนให้เห็นได้ดีในองค์ประกอบทางเคมีโดยเฉลี่ยของชั้นหินแกรนิต เมื่อเปรียบเทียบค่าองค์ประกอบโดยเฉลี่ย จะให้ความสนใจไปที่ความแตกต่างที่ชัดเจนระหว่างชั้นนี้กับลำดับตะกอน (รูปที่ 2)

รูปที่ 2. องค์ประกอบทางเคมีเปลือกโลก (เป็นเปอร์เซ็นต์น้ำหนัก)

องค์ประกอบของชั้นหินบะซอลต์ในเปลือกโลกสองประเภทหลักนั้นแตกต่างกัน ในทวีปต่างๆ ลำดับนี้มีลักษณะเป็นหินหลากหลายชนิด มีหินที่แปรสภาพอย่างล้ำลึกและเป็นหินอัคนีซึ่งมีองค์ประกอบพื้นฐานและเป็นกรดแม้กระทั่ง หินพื้นฐานคิดเป็นประมาณ 70% ของปริมาตรทั้งหมดของชั้นนี้ ชั้นหินบะซอลต์ของเปลือกมหาสมุทรมีความเป็นเนื้อเดียวกันมากกว่ามาก หินประเภทเด่นคือสิ่งที่เรียกว่าหินบะซอลต์โธเลอิติก ซึ่งแตกต่างจากหินบะซอลต์ในทวีปเนื่องจากมีโพแทสเซียม รูบิเดียม สตรอนเทียม แบเรียม ยูเรเนียม ทอเรียม เซอร์โคเนียม และ ทัศนคติสูงนา/เค นี่เป็นเพราะกระบวนการสร้างความแตกต่างที่มีความเข้มข้นต่ำกว่าในระหว่างการหลอมละลายจากเนื้อโลก หินอัลตราเบสิกของเนื้อโลกตอนบนโผล่ออกมาในรอยแตกของแนวปะการังลึก ความชุกของหินในเปลือกโลก ซึ่งจัดกลุ่มเพื่อกำหนดอัตราส่วนของปริมาตรและมวล แสดงในรูปที่ 3

รูปที่ 3 การเกิดขึ้นของหินในเปลือกโลก

การก่อตัวของเปลือกโลก

เปลือกโลกทวีปประกอบด้วยหินผลึกของชั้นธรณีฟิสิกส์บะซอลต์และหินแกรนิต (59.2% และ 29.8% ตามลำดับของปริมาตรรวมของเปลือกโลก) ปกคลุมด้วยเปลือกตะกอน (สตราติสเฟียร์) พื้นที่ของทวีปและหมู่เกาะคือ 149 ล้านกม. 2 เปลือกตะกอนครอบคลุมพื้นที่ 119 ล้านกม. 2 เช่น 80% พื้นที่ทั้งหมดร่อนลงสู่พื้นโล่โบราณ ประกอบด้วยหินตะกอนโปรเทโรโซอิกตอนปลายและฟาเนโรโซอิกและหินภูเขาไฟเป็นส่วนใหญ่ แม้ว่าจะมีปริมาณเล็กน้อยของตะกอนโปรเทโรโซอิกที่มีอายุมากกว่าตอนกลางและตอนต้นที่มีการแปรสภาพอย่างอ่อนของแพลตฟอร์มก่อกำเนิด พื้นที่โผล่ของหินตะกอนจะลดลงตามอายุที่เพิ่มขึ้น ในขณะที่พื้นที่ของหินผลึกเพิ่มขึ้น

เปลือกตะกอนของเปลือกโลกในมหาสมุทรซึ่งครอบครอง 58% ของพื้นที่ทั้งหมดของโลกวางอยู่บนชั้นหินบะซอลต์ อายุของแหล่งสะสมดังกล่าวตามข้อมูลการขุดเจาะใต้ทะเลลึก ครอบคลุมช่วงเวลาตั้งแต่ยุคจูราสสิกตอนบนจนถึงยุคควอเทอร์นารีด้วย ความหนาเฉลี่ยของเปลือกตะกอนของโลกอยู่ที่ประมาณ 2.2 กม. ซึ่งสอดคล้องกับรัศมี 1/3000 ของโลก ปริมาตรรวมของการก่อตัวขององค์ประกอบอยู่ที่ประมาณ 1,100 ล้านกิโลเมตร 3 ซึ่งคิดเป็น 10.9% ของปริมาตรเปลือกโลกทั้งหมดและ 0.1% ของปริมาตรทั้งหมดของโลก ปริมาณตะกอนในมหาสมุทรทั้งหมดประมาณ 280 ล้าน km3 ความหนาเฉลี่ยของเปลือกโลกอยู่ที่ประมาณ 37.9 กิโลเมตร ซึ่งคิดเป็น 0.94% ของปริมาตรโลกทั้งหมด หินภูเขาไฟคิดเป็น 4.4% บนแท่นและ 19.4% ในพื้นที่พับของปริมาตรรวมของเปลือกตะกอน ในพื้นที่ชานชาลาและโดยเฉพาะอย่างยิ่งในมหาสมุทร หินบะซอลต์ปกคลุมอยู่อย่างกว้างขวาง โดยกินพื้นที่มากกว่าสองในสามของพื้นผิวโลก

เปลือกโลก ชั้นบรรยากาศ และไฮโดรสเฟียร์ของโลกก่อตัวขึ้นอันเป็นผลมาจากความแตกต่างทางธรณีเคมีของโลกของเรา พร้อมด้วยการละลายและการกำจัดก๊าซของสสารที่อยู่ลึก การก่อตัวของเปลือกโลกมีสาเหตุมาจากปฏิสัมพันธ์ระหว่างปัจจัยภายนอก (แม็กมาติก พลังงานของไหล) และปัจจัยภายนอก (สภาพดินฟ้าอากาศทางกายภาพและเคมี การทำลาย การสลายตัวของหิน การตกตะกอนบนดินแบบเข้มข้น) ความสำคัญอย่างยิ่งในเวลาเดียวกัน ระบบไอโซโทปของหินอัคนีมี เนื่องจากเป็นแม็กมาทิซึมที่นำข้อมูลเกี่ยวกับเวลาทางธรณีวิทยาและความจำเพาะของวัสดุของเปลือกโลกและกระบวนการเปลือกโลกลึกที่รับผิดชอบในการก่อตัวของมหาสมุทรและทวีปและสะท้อนกลับ คุณสมบัติที่สำคัญที่สุดกระบวนการเปลี่ยนสภาพของสสารที่อยู่ลึกของโลกให้กลายเป็นเปลือกโลก สิ่งที่สมเหตุสมผลที่สุดถือเป็นการก่อตัวตามลำดับของเปลือกโลกในมหาสมุทรเนื่องจากเนื้อโลกหมดลงซึ่งในโซนของการมาบรรจบกันของแผ่นเปลือกโลกจะก่อให้เกิดเปลือกโลกในช่วงเปลี่ยนผ่านของส่วนโค้งของเกาะและอย่างหลังหลังจากการเปลี่ยนแปลงโครงสร้างและวัสดุหลายครั้ง เข้าไปในเปลือกโลกทวีป



เปลือกโลกมีสองประเภทหลัก: มหาสมุทรและทวีป เปลือกโลกประเภทเปลี่ยนผ่านก็มีความโดดเด่นเช่นกัน

เปลือกโลกมหาสมุทร ความหนาของเปลือกโลกมหาสมุทรในยุคปัจจุบัน ยุคทางธรณีวิทยามีตั้งแต่ 5 ถึง 10 กม. ประกอบด้วยสามชั้นดังต่อไปนี้:

• 1) ตะกอนทะเลชั้นบาง ๆ ด้านบน (ความหนาไม่เกิน 1 กม.)
• 2) ชั้นหินบะซอลต์กลาง (ความหนา 1.0 ถึง 2.5 กม.)
• 3) ชั้นล่างของแก๊บโบร (ความหนาประมาณ 5 กม.)

เปลือกโลกทวีป (ทวีป)เปลือกโลกทวีปมีมากขึ้น โครงสร้างที่ซับซ้อนและมีความหนามากกว่าเปลือกมหาสมุทร ความหนาเฉลี่ย 35-45 กม. และในประเทศภูเขาจะเพิ่มเป็น 70 กม. นอกจากนี้ยังประกอบด้วยสามชั้น แต่มีความแตกต่างอย่างมากจากมหาสมุทร:

• 1) ชั้นล่างประกอบด้วยหินบะซอลต์ (ความหนาประมาณ 20 กม.)
• 2) ชั้นกลางมีความหนาหลักของเปลือกทวีปและเรียกตามอัตภาพว่าหินแกรนิต ประกอบด้วยหินแกรนิตและ gneisses เป็นหลัก ชั้นนี้ไม่ขยายออกไปใต้มหาสมุทร
• 3) ชั้นบนสุดเป็นตะกอน ความหนาโดยเฉลี่ยประมาณ 3 กม. ในบางพื้นที่ความหนาของฝนถึง 10 กม. (ตัวอย่างเช่นในที่ราบลุ่มแคสเปียน) ในบางพื้นที่ของโลกไม่มีชั้นตะกอนเลยและมีชั้นหินแกรนิตขึ้นมาที่พื้นผิว พื้นที่ดังกล่าวเรียกว่าโล่ (เช่น โล่ยูเครน โล่บอลติก)

ในทวีปต่างๆ อันเป็นผลมาจากการผุกร่อนของหิน เกิดการก่อตัวทางธรณีวิทยาที่เรียกว่าเปลือกโลกที่ผุกร่อน

ชั้นหินแกรนิตถูกแยกออกจากชั้นหินบะซอลต์โดยพื้นผิวคอนราด ซึ่งความเร็วของคลื่นแผ่นดินไหวจะเพิ่มขึ้นจาก 6.4 เป็น 7.6 กม./วินาที

เส้นเขตแดนระหว่างเปลือกโลกและเนื้อโลก (ทั้งในทวีปและมหาสมุทร) ทอดยาวไปตามพื้นผิวโมโฮโรวิซิก (เส้นโมโฮ) ความเร็วของคลื่นแผ่นดินไหวที่บริเวณนั้นเพิ่มขึ้นอย่างกะทันหันเป็น 8 กม./ชม.

นอกเหนือจากสองประเภทหลัก - มหาสมุทรและทวีปแล้ว ยังมีพื้นที่ประเภทผสม (เปลี่ยนผ่าน) อีกด้วย

บนสันดอนหรือชั้นเปลือกทวีป เปลือกโลกมีความหนาประมาณ 25 กิโลเมตร และโดยทั่วไปจะคล้ายกับเปลือกโลกภาคพื้นทวีป อย่างไรก็ตามชั้นหินบะซอลต์อาจตกลงมาได้ ใน เอเชียตะวันออกในบริเวณส่วนโค้งของเกาะ (หมู่เกาะคูริล หมู่เกาะอลูเชียน หมู่เกาะญี่ปุ่น ฯลฯ) เปลือกโลกเป็นแบบเปลี่ยนผ่าน ในที่สุด เปลือกโลกของสันเขากลางมหาสมุทรมีความซับซ้อนมากและจนถึงขณะนี้ยังมีการศึกษาเพียงเล็กน้อย ที่นี่ไม่มีขอบเขตของโมโฮ และวัสดุเนื้อโลกจะลอยขึ้นมาตามรอยเลื่อนเข้าไปในเปลือกโลกและแม้แต่บนพื้นผิวของมัน

แนวคิดเรื่อง "เปลือกโลก" ควรแตกต่างจากแนวคิดเรื่อง "เปลือกโลก" แนวคิดเรื่อง "เปลือกโลก" นั้นกว้างกว่า "เปลือกโลก" ไปจนถึงธรณีภาค วิทยาศาสตร์สมัยใหม่ไม่เพียงแต่เปลือกโลกเท่านั้น แต่ยังรวมถึงเนื้อโลกชั้นบนสุดของชั้นบรรยากาศโลกด้วย ซึ่งก็คือความลึกประมาณ 100 กิโลเมตร

แนวคิดเรื่องไอโซสเตซี- การศึกษาการกระจายตัวของแรงโน้มถ่วงพบว่าทุกส่วนของเปลือกโลกเป็นทวีป ประเทศที่เป็นภูเขาที่ราบ - สมดุลบนเนื้อโลกตอนบน ตำแหน่งที่สมดุลนี้เรียกว่า isostasy (จากภาษาละติน isoc - คู่ ภาวะหยุดนิ่ง - ตำแหน่ง) ความสมดุลของไอโซสแตติกเกิดขึ้นได้เนื่องจากความหนาของเปลือกโลกแปรผกผันกับความหนาแน่น เปลือกโลกมหาสมุทรหนักนั้นบางกว่าเปลือกทวีปที่เบากว่า

โดยพื้นฐานแล้ว อิโซทาสซีไม่ใช่แม้แต่ความสมดุล แต่เป็นความปรารถนาที่จะสมดุล ซึ่งถูกรบกวนและฟื้นฟูอย่างต่อเนื่องอย่างต่อเนื่อง เช่น โล่ทะเลบอลติกหลังละลาย น้ำแข็งทวีปน้ำแข็งสมัยไพลสโตซีนเพิ่มขึ้นประมาณ 1 เมตรต่อศตวรรษ พื้นที่ของฟินแลนด์มีเพิ่มขึ้นอย่างต่อเนื่องเนื่องจาก ก้นทะเล- ในทางกลับกัน อาณาเขตของเนเธอร์แลนด์กำลังลดลง เส้นศูนย์ขณะนี้สภาวะสมดุลเกิดขึ้นค่อนข้างทางใต้ของละติจูด 60 0 N เซนต์ปีเตอร์สเบิร์กสมัยใหม่สูงกว่าเซนต์ปีเตอร์สเบิร์กประมาณ 1.5 เมตรในสมัยพระเจ้าปีเตอร์มหาราช เป็นข้อมูลจากสมัยใหม่ การวิจัยทางวิทยาศาสตร์แม้กระทั่งความหนักหน่วง เมืองใหญ่ปรากฎว่าเพียงพอสำหรับความผันผวนของพื้นที่ที่อยู่ด้านล่าง ส่งผลให้เปลือกโลกในพื้นที่เมืองใหญ่เคลื่อนตัวได้มาก โดยทั่วไป ความโล่งใจของเปลือกโลกเป็นภาพสะท้อนในกระจกของพื้นผิวโมโฮซึ่งเป็นฐานของเปลือกโลก: พื้นที่สูงสอดคล้องกับความหดหู่ในเนื้อโลก พื้นที่ตอนล่าง - เพิ่มเติม ระดับสูงของเธอ ขีด จำกัด บน- ดังนั้นภายใต้ Pamirs ความลึกของพื้นผิว Moho คือ 65 กม. และในที่ราบลุ่มแคสเปียนอยู่ห่างออกไปประมาณ 30 กม.

คุณสมบัติทางความร้อนของเปลือกโลก- ความผันผวนของอุณหภูมิดินรายวันขยายไปถึงความลึก 1.0-1.5 ม. และความผันผวนประจำปีในละติจูดพอสมควรในประเทศที่มี ภูมิอากาศแบบทวีปที่ระดับความลึก 20-30 ม. ที่ระดับความลึกซึ่งอิทธิพลของความผันผวนของอุณหภูมิประจำปีเนื่องจากความร้อนสิ้นสุดลง พื้นผิวโลกดวงอาทิตย์เป็นชั้นที่มีอุณหภูมิดินคงที่ มันถูกเรียกว่าชั้นไอโซเทอร์มอล ใต้ชั้นไอโซเทอร์มอลที่อยู่ลึกลงไปในโลก อุณหภูมิจะสูงขึ้น และสาเหตุนี้เกิดจาก ความอบอุ่นภายในลำไส้ของโลก ในการก่อตัวของภูมิอากาศ ความร้อนภายในไม่ได้มีส่วนร่วม แต่ทำหน้าที่เป็นพื้นฐานที่มีพลังของกระบวนการเปลือกโลกทั้งหมด

จำนวนองศาที่อุณหภูมิเพิ่มขึ้นทุกๆ 100 เมตรของความลึกเรียกว่าการไล่ระดับความร้อนใต้พิภพ ระยะทางเป็นเมตรเมื่ออุณหภูมิลดลง 1 0 C เรียกว่าขั้นความร้อนใต้พิภพ ขนาดของขั้นความร้อนใต้พิภพขึ้นอยู่กับภูมิประเทศ การนำความร้อนของหิน ความใกล้ชิดของแหล่งภูเขาไฟ การไหลเวียน น้ำบาดาลเป็นต้น โดยเฉลี่ยแล้วขั้นความร้อนใต้พิภพคือ 33 ม. ในพื้นที่ภูเขาไฟ ขั้นความร้อนใต้พิภพสามารถสูงได้เพียง 5 ม. และในพื้นที่ที่เงียบสงบทางธรณีวิทยา (เช่น บนชานชาลา) สามารถเข้าถึงได้ถึง 100 ม.

พวกเขา. คาปิโตนอฟ

ความร้อนนิวเคลียร์ของโลก

ความอบอุ่นทางโลก

โลกเป็นวัตถุที่ค่อนข้างร้อนและเป็นแหล่งความร้อน มันร้อนขึ้นเป็นหลักเนื่องจากการดูดซับรังสีดวงอาทิตย์ แต่โลกก็มีทรัพยากรความร้อนในตัวเองซึ่งเทียบได้กับความร้อนที่ได้รับจากดวงอาทิตย์ เชื่อกันว่าพลังงานตนเองของโลกนี้มีต้นกำเนิดดังต่อไปนี้ โลกเกิดขึ้นเมื่อประมาณ 4.5 พันล้านปีก่อนหลังจากการก่อตัวของดวงอาทิตย์จากดิสก์ก่อกำเนิดดาวเคราะห์ที่ประกอบด้วยก๊าซและฝุ่นที่หมุนรอบดวงอาทิตย์และอัดแน่น ในช่วงแรกของการก่อตัว สสารของโลกได้รับความร้อนเนื่องจากการอัดด้วยแรงโน้มถ่วงค่อนข้างช้า มีบทบาทใหญ่ใน สมดุลความร้อนโลกยังมีบทบาทต่อพลังงานที่ปล่อยออกมาเมื่อวัตถุจักรวาลขนาดเล็กตกลงมา ดังนั้นลูกโลกจึงหลอมละลาย เมื่อเย็นลง มันก็ค่อยๆ กลับคืนสู่สภาพปัจจุบันด้วยพื้นผิวแข็ง ส่วนสำคัญถูกปกคลุมไปด้วยมหาสมุทรและ น้ำทะเล- ชั้นนอกแข็งนี้เรียกว่า เปลือกโลกและโดยเฉลี่ยบนพื้นดินจะมีความหนาประมาณ 40 กม. และต่ำกว่า น้ำทะเล– 5-10 กม. ชั้นลึกของโลกเรียกว่า ปกคลุมยังประกอบด้วย แข็ง- มันขยายไปถึงระดับความลึกเกือบ 3,000 กม. และมีสสารจำนวนมากของโลก ในที่สุดส่วนที่อยู่ด้านในสุดของโลกก็คือของมัน แกนกลาง- ประกอบด้วยสองชั้น - ภายนอกและภายใน แกนด้านนอกนี่คือชั้นของเหล็กหลอมเหลวและนิกเกิลที่อุณหภูมิ 4,500-6,500 K ความหนา 2,000-2,500 กม. แกนในด้วยรัศมี 1,000-1500 กม. เป็นโลหะผสมเหล็ก-นิกเกิลที่เป็นของแข็งซึ่งได้รับความร้อนถึงอุณหภูมิ 4,000-5,000 K โดยมีความหนาแน่นประมาณ 14 g/cm3 ซึ่งเกิดขึ้นภายใต้แรงกดดันมหาศาล (เกือบ 4 ล้านบาร์)
นอกเหนือจากความร้อนภายในของโลกซึ่งสืบทอดมาจากระยะร้อนแรกของการก่อตัวและปริมาณที่ควรลดลงเมื่อเวลาผ่านไปยังมีอีกประการหนึ่ง - ระยะยาวที่เกี่ยวข้องกับการสลายตัวของสารกัมมันตภาพรังสีของนิวเคลียสเป็นเวลานาน ครึ่งชีวิต - โดยพื้นฐานแล้ว 232 Th, 235 U , 238 U และ 40 K พลังงานที่ปล่อยออกมาในการสลายเหล่านี้ - คิดเป็นเกือบ 99% ของพลังงานกัมมันตภาพรังสีของโลก - เติมเต็มปริมาณสำรองความร้อนของโลกอย่างต่อเนื่อง นิวเคลียสข้างต้นบรรจุอยู่ในเปลือกโลกและเนื้อโลก การสลายตัวของพวกมันนำไปสู่การทำความร้อนทั้งชั้นนอกและชั้นในของโลก
ความร้อนมหาศาลส่วนหนึ่งที่มีอยู่ภายในโลกถูกปล่อยออกมาสู่พื้นผิวอย่างต่อเนื่อง บ่อยครั้งในกระบวนการภูเขาไฟขนาดใหญ่มาก เป็นที่ทราบกันว่ากระแสความร้อนที่ไหลจากส่วนลึกของโลกผ่านพื้นผิวโลก มันคือ (47±2)·10 12 วัตต์ ซึ่งเทียบเท่ากับความร้อนที่สามารถสร้างขึ้นได้จากโรงไฟฟ้านิวเคลียร์ 50,000 แห่ง (พลังงานเฉลี่ยของโรงไฟฟ้านิวเคลียร์แห่งหนึ่งคือประมาณ 10 9 วัตต์) คำถามเกิดขึ้น: พลังงานกัมมันตภาพรังสีมีบทบาทสำคัญในงบประมาณความร้อนรวมของโลกหรือไม่ และหากเป็นเช่นนั้น พลังงานดังกล่าวมีบทบาทอย่างไร คำตอบสำหรับคำถามเหล่านี้ เป็นเวลานานยังคงไม่ทราบ ขณะนี้มีโอกาสที่จะตอบคำถามเหล่านี้ บทบาทสำคัญในที่นี้คือนิวตริโน (antineutrinos) ซึ่งเกิดในกระบวนการสลายกัมมันตภาพรังสีของนิวเคลียสที่ประกอบเป็นสสารของโลกและเรียกว่า ภูมิศาสตร์นิวตริโน.

จีโอนิวตริโน

จีโอนิวตริโนเป็นชื่อรวมกันของนิวตริโนหรือแอนตินิวตริโน ซึ่งปล่อยออกมาจากการสลายเบต้าของนิวเคลียสที่อยู่ใต้พื้นผิวโลก เห็นได้ชัดว่าด้วยความสามารถในการเจาะทะลุที่ไม่เคยมีมาก่อน การบันทึก (และเฉพาะพวกเขาเท่านั้น) ด้วยเครื่องตรวจจับนิวทริโนภาคพื้นดินสามารถให้ข้อมูลที่เป็นรูปธรรมเกี่ยวกับกระบวนการสลายกัมมันตภาพรังสีที่เกิดขึ้นลึกภายในโลก ตัวอย่างของการสลายตัวดังกล่าวคือการสลาย β − ของนิวเคลียส 228 Ra ซึ่งเป็นผลจากการสลาย α ของนิวเคลียส 232 Th ที่มีอายุยืนยาว (ดูตาราง):

ครึ่งชีวิต (T 1/2) ของนิวเคลียส 228 Ra คือ 5.75 ปี พลังงานที่ปล่อยออกมาคือประมาณ 46 keV สเปกตรัมพลังงานของแอนตินิวตริโนมีความต่อเนื่องโดยมีขีดจำกัดบนใกล้กับพลังงานที่ปล่อยออกมา
การสลายของนิวเคลียส 232 Th, 235 U, 238 U เป็นสายโซ่ของการสลายต่อเนื่องกัน ก่อให้เกิดสิ่งที่เรียกว่า ซีรีย์กัมมันตภาพรังสี- ในสายโซ่ดังกล่าว การสลายตัวของ α จะสลับกับการสลายตัวของ β− เนื่องจากในระหว่างการสลายตัวของ α นิวเคลียสสุดท้ายจะถูกย้ายจากเส้นความเสถียร β ไปยังบริเวณนิวเคลียสที่เต็มไปด้วยนิวตรอนมากเกินไป หลังจากการสลายต่อเนื่องเป็นลูกโซ่ ในตอนท้ายของแต่ละอนุกรม นิวเคลียสที่เสถียรจะถูกสร้างขึ้นโดยมีโปรตอนและนิวตรอนจำนวนหนึ่งใกล้หรือเท่ากับเลขมหัศจรรย์ (Z = 82,เอ็น= 126) เช่น เมล็ดสุดท้ายเป็นไอโซโทปเสถียรของตะกั่วหรือบิสมัท ดังนั้นการสลายของ T 1/2 จะจบลงด้วยการก่อตัวของนิวเคลียสเวทมนตร์สองเท่า 208 Pb และบนเส้นทาง 232 Th → 208 Pb มีการสลายตัวของ α หกครั้ง สลับกับการสลายตัวของ β − สี่จุด (ใน 238 U → 206 Pb โซ่มีการสลายตัวแปด α- และหก β - - ในห่วงโซ่ 235 U → 207 Pb มีการสลายตัวเจ็ด α- และสี่ β - ดังนั้น สเปกตรัมพลังงานของแอนตินิวตริโนจากอนุกรมกัมมันตรังสีแต่ละอนุกรมจึงเป็นการซ้อนทับของสเปกตรัมบางส่วนจากการสลายตัว β แต่ละตัวที่รวมอยู่ในอนุกรมนี้ สเปกตรัมของแอนตินิวตริโนที่เกิดขึ้นในการสลายตัวของ 232 Th, 235 U, 238 U, 40 K แสดงในรูปที่. 1. การสลาย 40 K เป็นการสลาย β เพียงครั้งเดียว (ดูตาราง) พลังงานที่ยิ่งใหญ่ที่สุด(สูงถึง 3.26 MeV) แอนตินิวตริโนจะสลายตัว
214 Bi → 214 Po ซึ่งเป็นตัวต่อในซีรีย์กัมมันตภาพรังสี 238 U พลังงานทั้งหมดที่ปล่อยออกมาระหว่างการผ่านของข้อต่อการสลายตัวทั้งหมดของซีรีย์ 232 Th → 208 Pb เท่ากับ 42.65 MeV สำหรับซีรีย์กัมมันตภาพรังสี 235 U และ 238 U พลังงานเหล่านี้คือ 46.39 และ 51.69 MeV ตามลำดับ พลังงานที่ปล่อยออกมาในการสลายตัว
40 K → 40 Ca คือ 1.31 MeV

ลักษณะของคอร์ 232 Th, 235 U, 238 U, 40 K

แกนกลาง	แบ่งปันเป็น % ในส่วนผสม ไอโซโทป	จำนวนคอร์ เกี่ยวข้อง ศรีนิวเคลียส	ที 1/2 พันล้านปี	ลิงค์แรก การสลายตัว
232 พ	100	0.0335	14.0
235U	0.7204	6.48·10 -5	0.704
238 คุณ	99.2742	0.00893	4.47
40K	0.0117	0.440	1.25

การประมาณค่าของฟลักซ์จีโอนิวตริโนซึ่งสร้างขึ้นบนพื้นฐานของการสลายตัวของนิวเคลียส 232 Th, 235 U, 238 U, 40 K ที่มีอยู่ในสสารของโลก นำไปสู่ค่าลำดับ 10 6 ซม. -2 วินาที -1 . ด้วยการลงทะเบียนจีโอนิวตริโนเหล่านี้ เป็นไปได้ที่จะได้รับข้อมูลเกี่ยวกับบทบาทของความร้อนกัมมันตภาพรังสีในสมดุลความร้อนโดยรวมของโลก และทดสอบความคิดของเราเกี่ยวกับเนื้อหาของไอโซโทปรังสีที่มีอายุยืนยาวในองค์ประกอบของสสารโลก

ข้าว. 1. สเปกตรัมพลังงานของแอนตินิวตริโนจากการสลายตัวของนิวเคลียร์

232 Th, 235 U, 238 U, 40 K, ปรับมาตรฐานให้เป็นหนึ่งการสลายตัวของนิวเคลียสต้นกำเนิด

ปฏิกิริยานี้ใช้ในการตรวจจับอิเล็กตรอนแอนตินิวตริโน

P → อี + + n, (1)

ซึ่งอนุภาคนี้ถูกค้นพบจริงๆ เกณฑ์สำหรับปฏิกิริยานี้คือ 1.8 MeV ดังนั้น เฉพาะจีโอนิวตริโนที่ผลิตในห่วงโซ่การสลายตัวเริ่มต้นจากนิวเคลียสที่ 232 Th และ 238 U เท่านั้นที่สามารถลงทะเบียนในปฏิกิริยาข้างต้นได้ ภาพตัดขวางที่มีประสิทธิผลสำหรับปฏิกิริยาภายใต้การสนทนามีขนาดเล็กมาก: σ อยู่ที่ 10 -43 ซม. 2 ตามมาด้วยว่าเครื่องตรวจจับนิวตริโนที่มีปริมาตรที่ไวต่อการตอบสนอง 1 ลบ.ม. จะบันทึกเหตุการณ์ได้ไม่เกิน 2-3 เหตุการณ์ต่อปี เห็นได้ชัดว่าจำเป็นต้องใช้เครื่องตรวจจับนิวตริโนเพื่อตรวจจับฟลักซ์จีโอนิวตริโนได้อย่างน่าเชื่อถือ ปริมาณมากตั้งอยู่ในห้องปฏิบัติการใต้ดินเพื่อการปกป้องสูงสุดจากเบื้องหลัง แนวคิดในการใช้เครื่องตรวจจับที่ออกแบบมาเพื่อศึกษานิวตริโนของแสงอาทิตย์และเครื่องปฏิกรณ์เพื่อลงทะเบียน geoneutrinos เกิดขึ้นในปี 1998 ในปัจจุบัน มีเครื่องตรวจจับนิวตริโนปริมาณมากสองเครื่องที่ใช้เครื่องเรืองแสงวาบเหลวและเหมาะสำหรับการแก้ปัญหานี้ เหล่านี้เป็นเครื่องตรวจจับนิวตริโนจากการทดลอง KamLAND (ญี่ปุ่น) และ Borexino (อิตาลี) ด้านล่างนี้เราจะพิจารณาการออกแบบเครื่องตรวจจับ Borexino และผลลัพธ์ที่ได้รับจากเครื่องตรวจจับนี้สำหรับการลงทะเบียนจีโอนิวตริโน

เครื่องตรวจจับ Borexino และการลงทะเบียน geo-neutrino

เครื่องตรวจจับนิวตริโน Borexino ตั้งอยู่ในภาคกลางของอิตาลีในห้องปฏิบัติการใต้ดินใต้เทือกเขา Gran Sasso ซึ่งมียอดเขาสูงถึง 2.9 กม. (รูปที่ 2)

ข้าว. 2. แผนผังห้องปฏิบัติการนิวตริโนใต้เทือกเขา Gran Sasso (อิตาลีตอนกลาง)

Borexino เป็นเครื่องตรวจจับขนาดใหญ่แบบไม่แบ่งส่วนซึ่งมีตัวกลางที่ทำงานอยู่
เครื่องเรืองแสงที่เป็นของเหลวอินทรีย์ 280 ตัน เต็มไปด้วยภาชนะทรงกลมไนลอนที่มีเส้นผ่านศูนย์กลาง 8.5 ม. (รูปที่ 3) สารเรืองแสงวาบคือซูโดคูมีน (C 9 H 12) พร้อมด้วยสารเติมแต่ง PPO สำหรับการเลื่อนสเปกตรัม (1.5 กรัม/ลิตร) แสงจากเครื่องเรืองแสงวาบถูกรวบรวมโดยหลอดโฟโตมัลติพลายเออร์ (PMT) ขนาด 8 นิ้วจำนวน 2212 หลอดที่วางอยู่บนทรงกลมสเตนเลสสตีล (SSS)

ข้าว. 3. แผนผังของเครื่องตรวจจับ Borexino

ภาชนะไนลอนที่มีเทียมเทียมเป็นเครื่องตรวจจับภายในซึ่งมีหน้าที่บันทึกนิวตริโน (แอนตินิวตริโน) เครื่องตรวจจับภายในล้อมรอบด้วยโซนบัฟเฟอร์ศูนย์กลางสองโซนที่ปกป้องจากรังสีแกมมาและนิวตรอนภายนอก โซนด้านในเต็มไปด้วยตัวกลางที่ไม่เป็นประกายซึ่งประกอบด้วยซูโดคูมีน 900 ตัน พร้อมสารเติมแต่งไดเมทิลพทาเลทที่ช่วยดับประกายแวววาว โซนด้านนอกตั้งอยู่ด้านบนของ SNS และเป็นเครื่องตรวจจับน้ำ Cherenkov ที่บรรจุน้ำบริสุทธิ์พิเศษ 2,000 ตัน และตัดสัญญาณจากมิวออนที่เข้าสู่การติดตั้งจากภายนอก สำหรับการโต้ตอบแต่ละครั้งที่เกิดขึ้นในเครื่องตรวจจับภายใน พลังงานและเวลาจะถูกกำหนด การสอบเทียบเครื่องตรวจจับโดยใช้แหล่งกัมมันตภาพรังสีต่างๆ ทำให้สามารถตรวจสอบได้อย่างแม่นยำมาก ระดับพลังงานและระดับความสามารถในการทำซ้ำของสัญญาณไฟ
Borexino เป็นเครื่องตรวจจับความบริสุทธิ์ของรังสีที่สูงมาก วัสดุทั้งหมดผ่านการคัดสรรอย่างเข้มงวด และตัวเรืองแสงวาบได้รับการทำให้บริสุทธิ์เพื่อลดพื้นหลังภายในให้เหลือน้อยที่สุด เนื่องจากความบริสุทธิ์ของรังสีสูง Borexino จึงเป็นเครื่องตรวจจับที่ดีเยี่ยมในการตรวจหาแอนตินิวตริโน
ในปฏิกิริยา (1) โพซิตรอนจะให้สัญญาณทันที ซึ่งหลังจากนั้นครู่หนึ่งตามด้วยการยึดนิวตรอนด้วยนิวเคลียสไฮโดรเจน ซึ่งนำไปสู่การปรากฏตัวของ γ-ควอนตัมที่มีพลังงาน 2.22 MeV สร้างสัญญาณ ล่าช้าเมื่อเทียบกับครั้งแรก ใน Boreksino เวลาจับนิวตรอนอยู่ที่ประมาณ 260 μs สัญญาณที่เกิดขึ้นทันทีและล่าช้ามีความสัมพันธ์กันในอวกาศและเวลา ทำให้สามารถรับรู้เหตุการณ์ที่เกิดจาก e ได้อย่างแม่นยำ
เกณฑ์ขั้นต่ำสำหรับปฏิกิริยา (1) คือ 1.806 MeV และดังที่เห็นได้จากรูปที่ 1, geoneutrinos ทั้งหมดจากการสลายที่ 40 K และ 235 U ต่ำกว่าเกณฑ์นี้ และมีเพียงส่วนหนึ่งของ geoneutrinos ที่เกิดขึ้นในการสลายที่ 232 Th และ 238 U เท่านั้นที่สามารถลงทะเบียนได้
เครื่องตรวจจับโบเรซิโนตรวจพบสัญญาณจากจีโอนิวตริโนเป็นครั้งแรกในปี 2010 และผลลัพธ์ใหม่เพิ่งได้รับการเผยแพร่โดยอิงตามการสังเกตการณ์ในช่วงปี 2056 ระหว่างเดือนธันวาคม 2007 ถึงเดือนมีนาคม 2015 ด้านล่างนี้เรานำเสนอข้อมูลที่ได้รับและผลการอภิปรายโดยอ้างอิงจากบทความ
จากการวิเคราะห์ข้อมูลการทดลอง พบว่าผู้สมัครรับอิเล็กตรอนแอนตินิวตริโนจำนวน 77 รายผ่านเกณฑ์การคัดเลือกทั้งหมด พื้นหลังจากเหตุการณ์จำลอง e ถูกประมาณว่า ดังนั้นอัตราส่วนสัญญาณต่อพื้นหลังคือ µ100
แหล่งที่มาหลักของพื้นหลังคือแอนตินิวตริโนของเครื่องปฏิกรณ์ สำหรับ Borexino สถานการณ์ค่อนข้างดี เนื่องจากไม่มีเครื่องปฏิกรณ์นิวเคลียร์ใกล้กับห้องปฏิบัติการ Gran Sasso นอกจากนี้ แอนตินิวตริโนของเครื่องปฏิกรณ์ยังมีพลังมากกว่าเมื่อเทียบกับจีโอนิวตริโน ซึ่งทำให้สามารถแยกแอนตินิวตริโนเหล่านี้ออกจากโพซิตรอนตามขนาดของสัญญาณได้ ผลการวิเคราะห์การมีส่วนร่วมของจีโอนิวตริโนและแอนตินิวตริโนของเครื่องปฏิกรณ์ต่อจำนวนเหตุการณ์ที่ลงทะเบียนทั้งหมดจาก e แสดงในรูปที่ 1 4. จำนวนจีโอนิวตริโนที่ลงทะเบียนซึ่งได้รับจากการวิเคราะห์นี้ (ในรูปที่ 4 ซึ่งสอดคล้องกับพื้นที่มืด) เท่ากับ - ในสเปกตรัมจีโอ-นิวตริโนที่สกัดจากการวิเคราะห์ จะมองเห็นได้สองกลุ่ม - มีพลังน้อยลง เข้มข้นมากขึ้น และมีพลังมากขึ้น เข้มข้นน้อยลง ผู้เขียนงานวิจัยที่อธิบายไว้เชื่อมโยงกลุ่มเหล่านี้กับการสลายตัวของทอเรียมและยูเรเนียมตามลำดับ
การวิเคราะห์ที่กล่าวถึงนั้นใช้อัตราส่วนของมวลของทอเรียมและยูเรเนียมในสสารของโลก
m(Th)/m(U) = 3.9 (ในตารางค่านี้คือ µ33.8) ตัวเลขนี้สะท้อนถึงเนื้อหาสัมพัทธ์ขององค์ประกอบทางเคมีเหล่านี้ในคอนไดรต์ ซึ่งเป็นกลุ่มอุกกาบาตที่พบมากที่สุด (อุกกาบาตมากกว่า 90% ที่ตกลงสู่โลกอยู่ในกลุ่มนี้) เชื่อกันว่าองค์ประกอบของคอนไดรต์ ยกเว้นก๊าซแสง (ไฮโดรเจนและฮีเลียม) ทำซ้ำองค์ประกอบของระบบสุริยะและดิสก์ก่อกำเนิดดาวเคราะห์ที่โลกก่อตัวขึ้น

ข้าว. 4. สเปกตรัมของแสงที่ส่งออกจากโพซิตรอนในหน่วยของจำนวนโฟโตอิเล็กตรอนสำหรับเหตุการณ์ผู้สมัครแอนตินิวตริโน (จุดทดลอง) พื้นที่แรเงามีส่วนช่วยของจีโอนิวตริโน เส้นทึบคือการมีส่วนร่วมของแอนตินิวตริโนของเครื่องปฏิกรณ์